今天养殖艺技术网的小编给各位分享下古生界有哪些标准化石的养殖知识，其中也会对古生界的组成(古生界地层表)进行专业解释，如果能碰巧解决你现在面临的问题，别忘了关注本站，现在我们开始吧！
古生界的组成
古生界分为下、上两界，下古生界（包括寒武系、奥陶系和志留系）海相沉积为主，其中寒武系、奥陶系砂岩、竹叶状灰岩和笔石页岩代表浅海相沉积。上古生界（包括泥盆系、石炭系和二迭系）陆相沉积大量发育，含煤沉积广泛分布。其中石炭纪纺锤虫灰岩属较深的海相沉积，煤层属沼泽相沉积。二迭纪的硬石膏层、石膏层、岩盐层、泥灰岩和红色砂岩均属泻湖相沉积。在中国华北及东北南部，下古生界由浅海相石灰岩为主的寒武系和中、下奥陶统组成，缺失上奥陶统、志留系和上古生界的泥盆系及下石炭统。中上石炭统为海陆交互相的含煤沉积，二迭系以内陆盆地堆积为主。在南方古生界是一套巨厚的浅海相石灰岩。上二迭统早期夹有重要煤系。在东北北部，古生界为巨厚的海相沉积和海陆交互相沉积并夹有中酸性火山岩和凝灰岩。在西北古生界以巨厚的海相沉积为主，有大量火山岩和火山沉积岩，包括喜马拉雅山区在内的西藏、青海和滇西地区，出露以浅海相碳酸盐岩为主的奥陶系至二迭系。**的海相石炭系、二迭系均已变质。中国古生界产有丰富的矿产，如华南、华中寒武系底部的磷，泥盆系的铁、锰，华北中石炭系底部的铁和铝土矿，尤其华北中上石炭系及二迭系的煤最为重要。华南上二迭系也产有煤。
古生界的组成
古生界分为下、上两界，下古生界（包括寒武系、奥陶系和志留系）海相沉积为主，其中寒武系、奥陶系砂岩、竹叶状灰岩和笔石页岩代表浅海相沉积。上古生界（包括泥盆系、石炭系和二迭系）陆相沉积大量发育，含煤沉积广泛分布。其中石炭纪纺锤虫灰岩属较深的海相沉积，煤层属沼泽相沉积。二迭纪的硬石膏层、石膏层、岩盐层、泥灰岩和红色砂岩均属泻湖相沉积。在中国华北及东北南部，下古生界由浅海相石灰岩为主的寒武系和中、下奥陶统组成，缺失上奥陶统、志留系和上古生界的泥盆系及下石炭统。中上石炭统为海陆交互相的含煤沉积，二迭系以内陆盆地堆积为主。在南方古生界是一套巨厚的浅海相石灰岩。上二迭统早期夹有重要煤系。在东北北部，古生界为巨厚的海相沉积和海陆交互相沉积并夹有中酸性火山岩和凝灰岩。在西北古生界以巨厚的海相沉积为主，有大量火山岩和火山沉积岩，包括喜马拉雅山区在内的西藏、青海和滇西地区，出露以浅海相碳酸盐岩为主的奥陶系至二迭系。**的海相石炭系、二迭系均已变质。中国古生界产有丰富的矿产，如华南、华中寒武系底部的磷，泥盆系的铁、锰，华北中石炭系底部的铁和铝土矿，尤其华北中上石炭系及二迭系的煤最为重要。华南上二迭系也产有煤。
上古生界
西准噶尔地区上古生界发育，地层出露比较齐全。泥盆系地层分为3个组，分别为库鲁木迪组、巴尔雷克组和铁列克提组，后两者呈不整合接触。下部主要为陆源碎屑沉积建造（砂岩-砾岩），中部为火山碎屑沉积建造，上部主要为陆源碎屑沉积建造。在达拉布特一带见到枕状熔岩（细碧岩和玄武岩）、火山碎屑岩、放射虫硅质岩及硅质粉砂岩（其中夹生物灰岩透镜体），从中采集到中泥盆世放射虫化石（朱宝清等，1987）。然而，这并不意味着蛇绿岩就位于中泥盆世，因为这套地层不整合覆盖在达拉布特蛇绿混杂岩之上。对达拉布特蛇绿混杂岩中变质辉长岩的研究表明，达拉布特蛇绿混杂岩形成于中志留世（锆石U-Pb年龄为426 Ma，陈博等，2011a）。我们在萨尔托海地区观察到未变形的泥盆系火山角砾岩地层不整合覆盖在早古生代强烈变形复理石建造之上（图2-2）。
下石炭统是西准噶尔地区出露面积最广的地层，由太勒古拉组（C1t）、包古图组（C1b）和希贝库拉斯组（C1x）组成。希贝库拉斯组为灰—青灰色厚层块状砾岩、砂砾岩、含砾长石岩屑砂岩、细—粗粒凝灰质砂岩，夹暗灰—灰黑色凝灰质粉砂质泥岩、凝灰岩及凝灰质粉砂岩、凝灰角砾岩，在局部见圆砾岩、生物碎屑灰岩透镜体或夹层；包古图组为灰、灰黑色薄层状沉凝灰质粉砂岩、凝灰质泥岩，与灰绿色、灰色薄层状沉凝灰岩不均匀互层，夹凝灰岩、凝灰质砂岩、粉砂岩、砂岩、长石砂岩、灰岩、安山岩、玄武岩及其火山碎屑岩；太勒古拉组为一套火山-沉积碎屑岩建造。
图2-2 萨Ⅰ金矿区泥盆系火山角砾岩不整合覆盖在强烈变形的早古生代复理石建造之上（据Zhu et al.，2011）
由于该地区复杂的地质构造特征，区内早石炭世火山-沉积地层的上下层位关系争议很大（表2-1）。1966年新疆地质局区测队在填制1：20万克拉玛依幅地质图时根据采集的珊瑚类、腕足类和植物化石，将这3个组都划归下石炭统，并认为这3个组自上而下依次为：太勒古拉组、包古图组和希贝库拉斯组。然而，另外一些研究者（吴浩若等，1991；沈远超等，1993；廖卓庭等，1993）认为，哈图-包古图地区下石炭统的火山-沉积岩是一套深海连续沉积，自上而下的沉积序列为希贝库拉斯组、包古图组和太勒古拉组，其中太勒古拉组的时代从泥盆纪延入早石炭世，而包古图组和希贝库拉斯组均形成于早石炭世。1999年出版的《新疆维吾尔自治区**地层》将其对比确立为下石炭统希贝库拉斯组→中-上石炭统包古图组→下石炭统太勒古拉组。安芳等（2009）依据**组合及同位素年龄资料，将其自下而上划分为：希贝库拉斯组→包古图组→太勒古拉组，并建议将原“太勒古拉组”中的寒武纪枕状玄武岩-硅质岩分解出来。
表2-1 西准噶尔地区石炭系划分对比
一、希贝库拉斯组
新疆地质局区测大队五分队（1966）在克拉玛依市西南希贝库拉斯南创名 “希贝库拉斯组”。岩性为灰、青灰色厚层块状细—粗粒凝灰质砂岩（含砾）与层凝灰岩不均匀互层，夹暗灰至灰黑色凝灰质粉砂质泥岩、凝灰质粉砂岩、凝灰角砾岩，局部地段夹圆砾岩、硅质岩、生物碎屑灰岩及安山玢岩凸镜状夹层，厚3416 m，下未见底，上与包古图组整合过渡，时代为早石炭世。希贝库拉斯组主要分布于达拉布特断裂带以南，与包古图组和太勒古拉组多为断层接触，与中二叠统库吉尔台组（P2k）为断层接触。
依据新疆第七地质大队资料（2008），希贝库拉斯组岩性以灰黑色、灰色、绿灰色调为主。**粒度粗，主要为砾岩、砂砾岩、含灰岩砾石的含砾细砂岩、含砾不等粒岩屑砂岩、含粉砂泥质硅质岩、沉凝灰岩，地层中多见钙质砾石、灰岩大砾石。相对于包古图组与太勒古拉组，本组总体粒度较粗，以砂砾岩为特色（包古图组粒度较细、太勒古拉组主体为火山-沉积岩）。
希贝库拉斯组变形较弱，常见宽缓的背向斜。根据其岩性特征、**组合、空间位置和上下接触关系特点等，将希贝库拉斯组分为4段：第四段以中厚层状的中粗粒含砾长石岩屑砂岩为主，夹少量砂砾岩、细砂岩、凝灰岩；第三段为细砾岩、砂砾岩、含砾不等粒长石岩屑砂岩夹沉凝灰岩、泥质硅质岩、粉砂岩等；第二段为一套磨圆较好的砾岩，砾石成分复杂，多见花岗质、粉砂质、硅质砾石；第一段以底砾岩为界，向上为一套中粗粒含砾长石岩屑砂岩、中粒砂岩、中粒凝灰质砂岩、中细粒砂岩，夹含粉砂泥质硅质岩。希贝库拉斯组的**类型包括：①砾岩，砾石颜色混杂，成分复杂，砾石包括花岗质、长英质粉砂质、片麻质和少量灰岩及变质岩，灰岩砾石中含化石。砾石磨圆好，胶结物为砂质，孔隙式胶结，分选一般；②砂砾岩，碎屑粒度大小不一，碎屑呈圆状、次圆状，分选差，岩屑由安山岩、英安岩、霏细岩、泥质岩、生物碎屑和粉砂岩构成；③含灰岩砾石的含砾砂岩，砾石包括灰白色生物碎屑灰岩、深灰色粉砂岩、硅质粉砂岩等，灰岩砾石含珊瑚、海百合茎化石，胶结物为细砂质；④含砾不等粒岩屑砂岩，分选差，碎屑呈次圆状、次角状，岩屑由安山岩、泥岩、泥灰岩、粉砂岩、英安岩、玄武岩构成；⑤含粉砂泥质硅质岩；⑥凝灰岩含泥质。**中发育网脉状方解石、葡萄石和钠长石。新疆第七地质大队（2008）在灰岩砾石中发现少量植物和珊瑚化石（早石炭世晚期）。国家“305” 项目在托里县柳树沟东南约10 km处（希贝库拉斯组命名地）少量灰岩砾石中发现海百合茎、腕足类、珊瑚、牙形石等化石。砾石大小不一、形态各异，无磨圆。
二、包古图组
包古图组由新疆区测大队五分队（1966）创名，原始定义为一套浅海相细火山碎屑-陆源碎屑沉积建造，岩性主要为凝灰质粉砂岩，其中夹凝灰岩、砂岩、粉砂岩、砾岩、硅质岩、安山玢岩等。现在定义是指分布于包古图河流域的一套灰色薄层状层凝灰质粉砂岩和凝灰质泥岩互层，夹凝灰岩、粉砂岩、砂岩、长石砂岩、硅质岩、砾岩、安山玢岩及灰岩。新疆第七地质大队（2008）在1：5万填图时，对包古图组重新进行了厘定。包古图组下部主要由灰绿色＋青灰色粉砂岩、硅质粉砂岩、泥质粉砂岩夹结晶灰岩透镜体组成；上部主要为灰绿色＋青灰色粉砂岩、硅质粉砂岩夹杂色硅质岩及灰绿—紫红色安山岩-玄武岩层，并偶见风化的结晶灰岩透镜层。该组以深水细碎屑沉积建造区别于希贝库拉斯组。包古图组厚度及岩性变化大，**地层单元划分标志不明显。
根据岩性特征、**组合、空间位置和上下接触关系特点等，将包古图组分为4段（新疆第七地质大队，2008）。第一段分布于夏尔甫东岩体南，克拉玛依蛇绿岩带以西，为青灰、灰绿色凝灰质粉砂岩、凝灰质细砂岩、玻屑凝灰岩夹泥质岩及风化的结晶灰岩透镜层。与希贝库拉斯组不整合接触，基本上呈南北向延伸，在喀默斯特以南由于受断裂控制出露不宽，在夏尔甫东岩体以南分布较广，背向斜构造发育。第二段分布于夏尔甫西岩体至阿克巴斯套岩体以东，并在阿克巴斯套岩体中呈捕虏体，为青灰色—浅灰绿色凝灰质粉砂岩、凝灰质细砂岩夹少量沉凝灰岩、细砂岩及含砾的岩屑砂岩，薄层状，层面挤压变形强烈，通常见到较硬的凝灰质粉砂岩与相对破碎的粉砂岩-泥质粉砂岩互层。第三段分布于包古图河流域、呼达至克尔巴依及夏尔甫序列一带，主体岩性为青灰色凝灰质粉砂岩、泥质硅质岩及凝灰岩，夹杂色硅质岩及灰绿—紫红色安山岩-玄武岩层；粉砂岩中多见风化的结晶灰岩透镜层。底部以一套暗紫色安山-玄武岩与第三段为界。包古图组第三段在呼达一带夹灰岩层，该段底部的杏仁状玄武岩在克尔巴依至呼达一带延伸稳定。在别尔库都克一带，杏仁状火山岩与紫红色硅质岩伴生，在夏尔甫序列北及阿那尔别克克斯套一带火山岩呈透镜状—条带状分布，延伸不远。第四段分布于达拉布特断裂南侧、夏尔普西岩体以北，主要岩性包括凝灰岩、泥质硅质岩、硅质粉砂岩、玄武质火山角砾岩、杏仁状玄武岩和粗安岩。
在包古图组第四段粗安岩夹层中采集锆石样品，锆石*极发光图像显示典型岩浆韵律环带，获得U-Pb年龄345±6 Ma（新疆第七地质大队，2008）。不同地区包古图组的组成和厚度变化巨大（图2-3），表明发育该组地层的海陆交互相变比较复杂，且由于受后期地质过程（包括构造和岩体侵入等）的影响，恢复西准噶尔地区石炭系的沉积建造还需要积累更多的资料，并开展更为细致的基础地质工作。
我们在包古图金矿区采集不同程度蚀变和矿化凝灰岩围岩，用于年代学分析。样品主要为蚀变晶屑玻屑凝灰岩和蚀变玻屑凝灰岩。蚀变晶屑玻屑凝灰岩呈灰黑色块状构造，其中的晶屑以**状石英为主，少量为长石，他形粒状或半棱角状，部分石英晶屑具有溶蚀现象，其中玻屑发育，主要呈棱角状和压扁拉长状（图2-4）。**经历了不同程度的绢云母化、硅化、黄铁矿化和方解石化。绢云母化主要集中在基质中，其中鳞片状绢云母极其发育，局部见少量白云母。硅化、方解石化主要集中于玻屑中，局部见硅化残余的玻屑。方解石呈浸染状或脉状，局部见相对较粗大的石英-碳酸盐岩脉。可以识别出两期硅化，早期为细粒石英脉，晚期形成粗大石英（图2-4e）。粗粒或细粒石英脉、石英-方解石脉沿着**中的裂隙发育，石英脉中含毒砂和黄铁矿。毒砂化伴随硅化，呈浸染状分布于硅化玻屑和基质中（图2-4f）。
图2-3 包古图组剖面柱状对比图
（据新疆第七地质大队，2008）
样品07TS166中大部分锆石形状规则自形（大小（70～100）μm×（50～100）μm），等粒状或短柱状，个别为长柱状，部分显示扇形结构（图2-5a）。锆石均具有明显岩浆环带，少数具有核幔结构。我们对该样品中的14个锆石进行了SHRIMP分析（表2-2），锆石U含量较高（88×10-6～620×10-6），Th含量主要为62×10-6～491×10-6，Th/U为0.55～1.0；表观年龄为325～340 Ma，其中测点1.1落在谐和线之外，另有6个测点的表观年龄相对较老（343～354 Ma）（图2-5b）。剔除测点1.1和相对较老的测点后，其余7个测点的加权平均年龄为336.5 Ma（MSWD＝1.6），代表岩浆结晶年龄（火山喷发时间）。
图2-4 包古图组中凝灰岩显微特征
图2-5 包古图组蚀变晶屑玻屑凝灰岩（07TS166）中锆石CL图和SHRIMP定年结果
样品07TS167中的锆石粒度较小（30～80μm），发育岩浆环带，没有后期改造的痕迹。对14个锆石颗粒进行了SHRIMP分析（表2-3），所有测点的U（143×10-6～481×10-6）和Th（107×10-6～435×10-6）含量集中，Th/U比值为0.53～1.03。表观年龄主要在334～355 Ma之间变化，测点4.1和5.1的年龄相对年轻（～325 Ma）。剔除具异常特征的测点4.1、5.1和6.1，其余11个点的加权平均年龄为342.6 Ma（MSWD＝0.76，图2-6）。
图2-6 包古图组蚀变玻屑凝灰岩（07TS167）中锆石CL图和SHRIMP定年结果
样品07TS169中的锆石大多为**状（直径50～100μm），具有核边结构，核部为具明显岩浆环带的岩浆锆石，部分岩浆锆石中含继承锆石核。具有明显岩浆环带的锆石是凝灰岩形成过程中结晶出来的，锆石边明显溶蚀了其核部锆石（图2-7a），由于该样品的蚀变和矿化明显，锆石的边可能是成矿流体作用的结果。对14个锆石进行了SHRIMP年代学分析（表2-4），其中测点1.1所测锆石的形态与该样品中的其他锆石不同（图2-7a），其表观年龄明显较低（102.7 Ma）。其余13个测点的U（191×10-6～506×10-6）和Th（89×10-6～344×10-6）含量较高，Th/U比值较集中（0.47～0.73），表观年龄主要集中在320～340 Ma之间，对这13个测点进行加权平均得到的年龄为328.4 Ma（MSWD＝0.72）。
图2-7 蚀变玻屑凝灰岩（07TS169）中锫石CL图和SHRIMP定年结果
在包古图金矿区3个不同程度蚀变凝灰岩中获得的锆石SHRIMP年代学资料表明，包古图组中凝灰岩的年龄为328～342 Ma，结合其中生物化石的时代（ 《新疆维吾尔自治区区域地质志》，1993），可以确定包古图组的形成时代对应早石炭统维宪阶。
包古图组为一套深海—半深海相的灰、灰黑色薄层状沉凝灰质粉砂岩、凝灰质泥岩，与灰绿色、灰色薄层状沉凝灰岩不均匀互层，夹凝灰岩、凝灰质砂岩、粉砂岩、砂岩、长石砂岩、硅质岩及灰岩。在达拉布特断裂以南，**节理发育，风化破碎较为严重，透镜化现象多见，常见能干性差异较大的凝灰质粉砂岩与凝灰质泥岩形成的透镜状层理；**层理层面常被后期构造破坏难以辨认。达拉布特断裂以北，包古图组韵律层发育较好，岩层因受构造影响，层理层面清楚，常见水平层理、小型交错层理。断裂两侧包古图组岩性组合一致，仅变形程度存在差异，因而将其同归为包古图组。
表2-2 包古图组蚀变晶屑玻屑凝灰岩07TS166的锆石SHRIMP定年结果
注：206Pbc为普通铅。
表2-3 包古图组蚀变玻屑凝灰岩07TS167的锆石SHRIMP定年结果
表2-4 包古图组蚀变玻屑凝灰岩07TS169的锆石SHRIMP定年结果
续表
三、太勒古拉组
太勒古拉组主要岩性为灰、灰绿、紫红色薄层状细粒凝灰岩、晶屑沉凝灰岩、火山灰层凝灰岩、凝灰质粉砂岩、凝灰质粉砂质泥岩等不均匀互层，夹辉绿岩、玄武岩、细碧岩、安山玢岩、长石砂岩及粉砂岩，底部多有数百米厚的杂色玄武岩、安山岩、细碧岩等为分层标志。太勒古拉组总体为一套火山旋回，主要由基性火山熔岩和火山碎屑岩组成，夹少量细碎屑岩。需要指出的是，原太勒古拉组中包含的枕状玄武岩和硅质岩层，属于早古生代克拉玛依蛇绿混杂岩的组成部分，应该从下石炭统中分离出来（徐新等，2006；朱永峰等，2007）。
西准噶尔地区克拉玛依北山花岗岩的锆石SHRIMP年龄为318～308 Ma，庙尔沟花岗岩为327 Ma，阿克巴斯套钾长花岗岩为303～276 Ma（韩宝福等，2006）。这些花岗岩均侵入到宝贝金矿的围岩地层（即太勒古拉组）中。宝贝金矿西侧约30 km处的哈图金矿与宝贝金矿赋存在相同的地层单元中。
从宝贝金矿赋矿围岩（酸性凝灰岩）中分选出锆石，在北京离子探针中心进行了锆石SHRIMP年代学研究。从该样品中分选出的大部分锆石颗粒形状规则自形（图2-8a，b，c）。锆石一般具有典型岩浆环带，部分锆石显示扇形结构，少数锆石有核幔结构。对这些锆石的SHRIMP测定结果表示在图2-8d，e，f，中。锆石的U（94×10-6～417×10-6）和Th含量（39×10-6～414×10-6）变化较大，Th/U比值为0.43～1.15（表2-5）。除两个相对较老的表观年龄（分别为349.1 Ma和339.8 Ma）值外，其他13个测点的结果比较接近，其加权平均年龄为328.1±1.8 Ma（MSWD＝1.6）。代表西准噶尔地区大规模中酸性火山岩的喷发时间。
下石炭统在西准噶尔不同地段的出露情况和特征差异较大。在研究区选择了4条剖面进行详细研究（图2-9）。
剖面①起点位于达拉布特断裂以北的水泥厂，向北穿越阿克巴斯套岩体，终于哈图金矿区，全长23.4 km。剖面起点岩性为灰岩，野外露头呈青灰色或灰白色，沿走向延伸较长，>250 m，南北向层厚为20～30 m，含海百合茎化石。灰岩向北至阿克巴斯套岩体之间，岩性以粗砂岩为主，局部见凝灰质细砂岩、凝灰质泥岩和砾岩夹层，层厚不等。劈理中等发育（走向60°～70°）。阿克巴斯套岩体东南部边界出露辉长岩团块，整体呈暗色团块位于花岗岩中。岩体岩性组成均一，以花岗岩为主。在花岗岩体的北部边界，地层与岩体的接触界线极不规则，两者互相包裹，围岩地层受岩体烘烤，发育强烈的角岩化。岩体呈似斑状结构，斜长石斑晶粗大，基质为石英、长石和黑云母，是岩体与地层接触迅速淬火的结果。阿克巴斯套岩体北侧地层以细砂岩为主，层理明显。达拉布特河北岸主要出露凝灰质粉砂岩，局部见硅质岩夹层。哈图金矿附近为凝灰质泥岩与凝灰质粉砂岩的互层，粉砂岩层较厚，泥岩层较薄，破碎强烈。局部两者呈薄层互层，偶见玄武岩夹层。沿哈图南山山谷继续向北，转变为凝灰岩，凝灰岩中夹多个粗砂岩层。之后以粗砂岩为主，其中见凝灰质粉砂岩或凝灰岩的厚层夹层，其上为凝灰质粉砂岩。
图2-8 宝贝金矿酸性凝灰岩中锆石CL图及SHRIMP定年结果
表2-5 太勒古拉组酸性凝灰岩的锆石SHRIMP定年结果
注：206Pbc为普通铅；206Pb*为放射铅。
图2-9 哈图-包古图地区实测地质剖面图
剖面②、③和④位于达拉布特断裂以南的包古图地区。剖面②位于包古图Ⅰ号岩体北侧，全长8.5 km，依次通过太勒古拉组、包古图组和希贝库拉斯组。剖面③位于Ⅱ号岩体南侧希贝库拉斯组中，穿过包古图金矿Ⅺ号点和包古图Ⅱ号岩体，全长7.8 km。剖面④位于包古图Ⅱ号岩体东侧，Ⅴ号岩体北侧，依次穿越希贝库拉斯组、包古图组和太勒古拉组，全长8.4 km。剖面②起点位于太勒古拉组凝灰岩和凝灰质砂岩，见玄武岩夹层。沿剖面向东北方向，粉砂岩含量增多，进入包古图组。该组地层以凝灰岩和粉砂岩的互层为主，发育多个含砾砂岩夹层，随剖面接近希贝库拉斯组一侧，含砾砂岩夹层逐渐增多。希贝库拉斯组中含砾砂岩的砾石成分和磨圆度变化大，成分以晶屑凝灰岩为主，其次为粉砂岩和硅质岩。胶结物包括玄武岩、晶屑凝灰岩和砂岩。含砾砂岩层中偶见粉砂岩和硅质岩夹层，韵律变化或者粒序层不明显。见闪长岩脉（走向分别为140°和50°）。剖面③以含砾砂岩为主，角砾的大小差别很大（最大达2 cm），以晶屑凝灰岩为主，胶结物成分复杂。包古图金矿Ⅺ号点产于Ⅱ号岩体与围岩地层的接触带中，地表的矿化围岩为含砾砂岩，深部见到凝灰岩和安山岩，矿化类型为硫化物脉型。包古图Ⅱ号岩体岩性为花岗闪长岩，岩性均一。在Ⅱ号岩体东南侧，出露凝灰岩，岩体两侧地层产状明显不同，从西侧的西南倾向转变为东侧的北东倾向。岩体和地层中闪长岩脉发育，走向65°～90°。剖面④起点位于希贝库拉斯组含砾砂岩，见少量玄武岩，斑晶稀少。进入包古图组凝灰岩和粉砂岩互层，夹含砾砂岩层。凝灰岩为晶屑凝灰岩，晶屑为斜长石和石英，粒度细小，形状不规则，由于火山灰含量差异，显示明显层理。太勒古拉组以凝灰岩为主，见凝灰质泥岩的夹层，层理发育。地层中闪长玢岩脉走向65°～75°。
总体看来，太勒古拉组下部为玄武岩、凝灰岩和凝灰质砂岩、粉砂岩伴生，上部为凝灰质砂岩、粉砂岩、泥岩互层，其中生物化石的时间跨度很大（从早泥盆世到晚石炭世）。包古图组由薄层状凝灰质粉砂岩和砂岩、凝灰岩互层组成，其中含大量浊流和滑塌堆积的灰岩、泥灰岩和生物碎屑灰岩透镜体，底部灰岩中产腕足类、珊瑚和筳类化石。希贝库拉斯组为一套火山碎屑岩夹碳酸盐岩建造，由厚层块状凝灰质含砾杂砂岩与凝灰质粉砂岩、凝灰岩互层组成，并含大量浊积岩、泥岩和生物碎屑灰岩岩块或透镜体。研究区下石炭统的地层单元特征见图2-10。这些地层单元均被晚石炭世花岗岩岩基侵入，并引起广泛的角岩化和铜金矿化，绝大多数金矿赋存在这套火山-沉积地层中。
中二叠统（库吉尔台组）仅见于玛依勒地层小区达拉布特断裂带北侧，从沙尔布拉克至阿克库拉一带的断陷凹地中，与下伏石炭系呈断层接触。库吉尔台组以灰褐—黄绿色砂岩、砂砾岩、凝灰质砂岩、凝灰质砾岩、长石岩屑砂岩为主，下部含可采煤层，上部夹砂质泥灰岩及泥质粉砂岩、安山玢岩等，砾石包括青灰色粉砂岩、灰绿色硅质粉砂岩、灰绿色细砂岩、灰绿色含砾砂岩、红色硅质岩、闪长岩和花岗岩，砾石大小不一，多呈次棱角状—次圆状，无分选，这些砾岩中绝大部分砾石与包古图组、希贝库拉斯组及其北侧阿克巴斯套花岗岩相同。砾岩的胶结物为黄褐色粗砂—细砂质。库吉尔台组局限于山间断堑盆地中，前人曾在其中发现植物化石，在砂砾岩中见到湖盆沉积类型的复式斜交层理，说明该组形成于干燥炎热气候条件（新疆地矿局第七地质大队，2008）。
图2-10 哈图-包古图地区下石炭统火山-沉积地层综合柱状图
古生代地层区划有哪些？
1962年黄汲清发表“中国地层区划的初步建议”一文，其中附有由地质部地质科学研究院地质研究所编的“中国地层分区图”。该文指出：中国综合地层区划，特别是一级地层区的划分，以考虑古生代阶段的总体特征为主。并在一级地层区划—“地层区”的划分原则(2)划分地层区时，以考虑古生代地层为主，并适当地考虑其他各时代地层。1978年王鸿祯在《地层学杂志》2 卷2 期发表了“论述中国地层分区”一文，也附有“中国地层分区简图”。该文依据自古生代到三叠纪这一阶段的古构造和古地理特征，将中国分为5个地层区。1999年王鸿祯为“中国地层指南”修订稿(草案)提出的建议而编制了一份“中国地层分区图”，主要根据晋宁期至印支期之间以古生代地层特征为主划分了10个地层区。
以上3个中国地层分区图都是以古生代地层特征为主要依据编制的。本次编典中，各断代也都编制了地层分区图(计15个)，古生代6 幅图是根据板块构造以及岩相古地理等资料并以王鸿祯1978年编制的中国地层分区简图为模式进行编制的，分别划分了4～7个地层区不等(表3-1)。
在综合分析以上古生代各纪地层区划后，本篇将其综合形成古生代统一的地层区划，并采用划分5个地层区的方案：准噶尔—兴安地层区、塔里木地层区、华北地层区、华南地层区、喜马拉雅地层区(图3-3)。
古生界经历290ma左右时间，加里东及海西运动贯穿其间。下古生界以海相沉积为主，寒武系、奥陶系主要为海相石灰岩，寒武系底部有含磷砂页岩；志留系、泥盆系主要为滨海—浅海相碎屑岩。早古生代是带壳无脊椎动物时代、寒武纪初生物大爆发、脊椎动物开始出现，高等藻类繁盛。上古生界的石炭系、二叠系以碳酸盐岩和碎屑岩为主，局部地区下二叠统夹玄武岩；陆相地层逐渐增多；晚古生代海相无脊椎动物繁盛，也是鱼类和两栖类及蕨类植物的时代，*子植物开始出现。以下对各地层区作简要说明。
Ⅰ 准噶尔—兴安地层区
本区位于天山—*山以北、包括新疆的北天山，东、西准噶尔，阿尔泰，甘肃北山，***大部分以及东北北部。
1.下古生界
下古生界主要分布于南、北边缘，大部地区为火山 沉积岩系，含各门类化石，在阿尔泰、兴安岭等地都发现Tuvaella动物群。
寒武系 零星分布于**边境额尔古纳河、 大、 小兴安岭一带。 目前有化石依据的寒武纪地层仅见于伊春和伊尔灺，其所含三叶虫和古杯化石接近西伯利亚生物群。
奥陶系 在西部准噶尔和阿尔泰一带基本上由一套火山碎屑岩组成； 东部***—兴安一带奥陶系可分南、北两个沉积相带，北带火山岩不发育，以砂岩、粉砂岩、硬砂岩及砾岩为主，局部夹凝灰岩，厚度达8245m，南带为岛弧沉积，以海相酸性火山岩为主夹板岩、灰岩和硅质岩，厚2571～6500m。在晚奥陶世以前的地层中主要产腕足类、三叶
虫等介壳化石及少许笔石；大多数地区缺少晚奥陶世晚期的沉积；晚奥陶世早、中期因海水较浅，在碎屑岩或火山碎屑岩中往往发育有富产珊瑚的碳酸盐岩沉积。
志留系 4个统在兴安岭、 阿尔泰和准噶尔地区均有分布。 主要为碎屑岩夹石灰岩及火山岩和火山碎屑岩。生物群丰富，下志留统一般为笔石页岩相；中—顶志留统一般为介壳相或混合相；顶志留统一般为滨海相红色沉积，可作为地层对比标志。
2.上古生界
本区上古生界比较复杂，总体上是一套海退沉积序列，以碎屑岩、中基性火山岩为主。上泥盆统、上石炭统和二叠系，多夹陆相沉积。
泥盆系 主要是陆源碎屑沉积，伴随大量中基性、 中酸性火山喷发，局部地区发育礁灰岩；厚度巨大，岩性变化剧烈；地层间的接触形式多为不整合或假整合；古生物以底栖固着类型为主，兼具西欧和东美区的分子。
石炭系 在准噶尔盆地以达拉期火山岛弧沉积为特征； 伊宁地区为德坞期至达拉期发育的弧沟体及回返后的磨拉石沉积为特征；***—吉林地区石炭系为深海槽以巨厚硅质碎屑和碳酸盐碎屑浊流沉积占优势；石炭纪动物群属于北方区系、植物群属安加拉区系。
二叠系 在阿尔泰和北准噶尔地区，其下部以中酸性火山岩和洪积相、 冲积相碎屑岩为主，不整合超覆于上石炭统以前的地层之上；上部多为小型地堑式盆地中形成的冲积相和湖相沉积，准噶尔盆地南缘的二叠系不整合于石炭系顶部的逍遥期地层之上，其间缺失紫松期沉积；二叠系下部为滨海相巨厚碎屑岩，下部夹有巨大漂砾，中部的滨岸河湖相沉积分布广泛，上部为红色内陆盆地的具水平层理粉砂岩、页岩和硅质岩，属于二叠纪弧后盆地沉积序列，其植物群属于安加拉型、孢粉组合序列与乌拉尔地区十分接近；新疆东端、甘肃北部和***西端的北山地区，可分为3个沉积带：北带中蒙边界的黑鹰山地区为陆相中、上二叠统沉积，与蒙古国戈壁天山的很接近；中带埋汗哈达等地缺乏火山岩，主要为复理石沉积；南带以早二叠世隆林期基性火山沉积和粗粒复理石沉积为主，不整合覆于前滑石板期地层之上，并缺乏紫松期地层；中带和南带所产的化石多为北方型腕足类和菊石群，未见
类；在哲斯、大兴安岭、小兴安岭和吉林中部地区，二叠纪海相地层较北山地区完整，紫松期地层往往见于孤立的断块内，为中细粒复理石沉积，夹厚逾百米的石灰岩，但无火山岩，动物群属于特提斯型；隆林期和中二叠世的中、细粒复理石沉积分布广泛，夹中、酸性火山岩，火山岩的时代由西向东自隆林期渐为孤峰期；晚二叠世地层为陆相沉积，下部为河流相，上部以湖相为主，所含腕足类属北方区系，在滩相或点礁相石灰岩层中含特提斯分子，
类属于边缘特提斯型，产Manodiexodina等特征分子。在吉林和黑龙江两省东部，二叠系层序不完整，在那丹哈达岭产特提斯型Misellina类动物群；延边地区的冷坞期沉积十分发育，含Yabeina，Metadoliolina等特提斯型
类动物群；晚二叠世沉积为陆相，含华夏植物群。
Ⅱ 塔里木地层区
本区北部为南天山并向东延至南祁连，南部为昆仑山所环绕的整个塔里木盆地范围。但地层区北部由西向东的起点，从寒武纪至二叠纪地层典中的地层区划一直是由北向南移，该区北部本文采用石炭系的划分方案；西部及南部采用二叠纪地层区划方案。塔里木地层区的地层多出露于盆地周边地区。本区古生界三分性明显，代表了3个大的沉积旋回。
寒武系 在库鲁克塔格—南天山一带具有过渡性的沉积特征和生物群，位于陆棚外缘及上斜坡位置，以碳酸盐岩沉积为主，在库鲁克塔格，下寒武统内尚有安山岩、凝灰岩和集块岩；在盆地周边乌什、柯坪、叶城等地，为典型的稳定型地台沉积，含有较丰富的化石，厚度不大。
奥陶系 主要出露于盆地边缘地区，盆地内缺少上奥陶统—泥盆系。 在柯坪—库鲁克塔格—阿尔金一带，奥陶系主要由一套陆棚 斜坡相灰岩、泥灰岩及碎屑岩组成，在柯坪一带海水较浅，早奥陶世早期至中奥陶世早期的沉积及其生物群与华北及华南地层区中部地台区的同期生物群可以对比；东部库鲁克塔格一带海水较深，所产生物群与江南和鄂尔多斯盆地西缘过渡区相近，道保湾期至中奥陶世早期以后随着海水加深，所含生物群均与江南过渡区相似。塔里木南缘玛列兹肯和阿尔金山以北地区，奥陶系与库鲁克塔格地区相似，但相当于晚奥陶世艾家山期至钱塘江期的沉积常常缺失(阿金尔山)或由石英砂岩和灰岩组成(玛列兹肯地区)；早奥陶世晚期至中奥陶世早期所含生物群总貌与华北板块西缘过渡区(鄂尔多斯盆地西缘)生物群比较相似。在塔里木地层区中部巴楚地区的奥陶系主要由一套厚达117m的砾屑、砂屑、生物或藻建造灰岩和白云岩组成，属浅海碳酸岩台地相沉积，所产生物群与扬子地台相似，早奥陶世早期至中奥陶世早期以产低纬度暖水型牙形石为特征，中奥陶世大湾期以后，所产牙形石、头足类、三叶虫均显示为中高纬度冷水型生物群特征，与波罗的海板块相似。
志留系 主要分布于盆地西缘和北缘，以浅海—滨海相及陆相沉积为主，夹少量中酸性火山岩及灰岩，最大厚度可达4000m以上，含较丰富的化石。
泥盆系 主要分布于盆地西缘和北缘，与志留系相似。 下统不十分清楚； 中统以柯坪地区的塔塔埃尔塔格组为代表，为一套红色砂岩、板岩夹钙质页岩，主要产腕足类、腹足类和植物化石，铁克里克地区的阿尔他西群为一套浅灰至深灰色灰岩和泥质页岩，主要产珊瑚化石；上统为滨海相紫红色、砖红色砂岩夹灰绿色砂岩及粉砂岩，还有喷发岩。
石炭二叠系 为海陆交互相沉积，早石炭世大塘期海侵开始，为浅海碳酸盐沉积，上石炭统为海陆交互相(上石炭统含煤层)，石炭纪动物群属于特提斯区系。二叠系属海退序列，在栖霞期后即被陆相地层沉积所代替，下二叠统产华夏植物群、上二叠统则含有安加拉植物群。
Ⅲ 华北地层区
本区大致相当于中朝板块范围。北以准噶尔—兴安地层区南缘为界，西与塔里木地层区为界，南部西起塔什库尔干以西向东南至喀喇昆仑山口东，沿昆仑山向东至青海布尔汗布达山经甘南，沿秦岭、桐柏山、大别山进入安徽合肥以南郯庐断裂后转向东北至连云港南燕尾滩附近。本区为标准的地台型沉积。
寒武系 在华北地层区为一个长期稳定的地台型沉积，但一般缺失早寒武世早期的沉积，中统和上统发育完全，化石丰富，多为底栖型。在昆仑、祁连、北秦岭、***一带，为活动性较强(火山活动)的沉积，下统缺失，中统为中酸性火山岩、变质砂岩、千枚岩及灰岩等，上统为板岩、砂岩、中基性熔岩、凝灰岩及结晶灰岩透镜体等。在华北周缘地区，桌子山、贺兰山及南部边缘的陕、豫、皖一带出现有早寒武世中期沉积和含磷岩系，其下伏地层在西部及南部边缘均有冰碛岩。生物群基本类似华北地区。
奥陶系 主要为稳定浅海地台相沉积(碳酸盐岩)，大部分地区缺失上奥陶统； 在晋冀鲁豫地区奥陶系岩相稳定，以灰岩、白云岩沉积为主，常有石膏等蒸发岩夹层，常见有底栖生物三叶虫、腹足类、古杯海绵和固着型树形笔石，浮游和游泳生物主要是牙形石和头足类。在昆仑山、柴达木南缘和祁连山一带为半深海—深海相沉积，主要由浊积岩、碎屑岩及中酸性火山岩或巨厚结晶灰岩和大理岩组成；化石稀少，除北祁连在奥陶纪初期有少许混合型底栖三叶虫外，均以浮游和游泳生物为主，生物群总体面貌与晋冀鲁豫及鄂尔多斯盆地西缘相似；鄂尔多斯地区基本上属于浅海—半深海陆棚—斜坡过渡相沉积，主要由一套砂泥质碎屑岩夹硅质碳酸盐岩组成，岩相变化大，厚度大；在北祁连和北秦岭一带常夹火山碎屑岩沉积，显示由稳定地台向活动陆缘过渡的特点，其生物群总貌与地台区同期生物群相似，属低纬度暖水环境下的产物。
志留系 本地层区内大部分地区缺失志留系，仅分布于祁连山及***南缘至吉林省中南部一带，主要为活动类型沉积，未见稳定类型沉积，志留系的4个统均有分布，岩性以碎屑岩为主夹石灰岩，且火山岩发育，厚度大(一般大于3500m)，生物群丰富；下志留系统一般为笔石相，其余为介壳相或混合相。
泥盆系 在河北、 山西、 山东、 河南和陕北等地缺失，仅在祁连山、 贺兰山以东的牛首山一带有分布，主要为陆相红色砂、砾岩沉积，通常缺失下泥盆统；中泥盆统直接不整合在寒武系之上，产沟鳞鱼；上泥盆统以产浆鳞鱼、斜方薄皮木为特征。
石炭系 华北地层区大部分地区缺失早石炭世地层，仅发育有达拉期和逍遥期海陆交互相沉积，岩性为碎屑岩夹灰岩及煤层，生物群以植物化石、腕足类、软体动物最为发育；北缘的*山为同期山间盆地沉积；但在祁连—贺兰山地区(包括华北陆台西缘和西南毗邻地区)有早石炭世的海侵序列；上石炭统为以海陆交互相为主的海退序列。
二叠系 在华北地层区自二叠纪隆林期开始逐渐海退，二叠系以陆相碎屑岩为主，仅下部为滨浅海相碎屑岩夹石灰岩，中部为三角洲平原含煤碎屑岩，上部为滨海岸湖泊和内陆盆地红色碎屑岩；随着*山隆起的持续上升，二叠系的含煤三角洲平原相沉积逐渐向南迁移，二叠纪富煤层的层位也渐次升高；生物方面除含华夏植物群外，在部分地区还产古脊椎动物化石(二齿兽等)。
Ⅳ 华南地层区
本区北界即华北地层区的南界，其西南界线从班公湖向东南至改则，后转向以其南的怒江断裂为界，其东南部濒海。本地层区仍属稳定沉积区，范围较大，划分成3个地区予以概述，即：川西地区，为龙门山大断裂以西的地区(包括新疆、青海、西藏三省(自治区)的一部分)；扬子地区，为安宁河—龙门山大断裂以东及南秦岭、川南、芜湖、九江、张家界(大庸)、丹寨、百色一线西北的广大地区(包括滇东、滇东南、贵州、川东、陕南、长江峡区及中下游等地)；东南地区，为绍兴、衢县、江山、零陵、柳州、大明山一线以南的广大地区(包括浙江、江西、湖南三省的南部，广西的大部及福建、广东、海南、**省的全部)。
寒武系 在川西地区及东南地区以类复理石碎屑建造为特征，厚度巨大，生物群主要为小型无铰纲腕足类、海绵骨针及少量三叶虫和软体动物；在扬子地区，寒武系发育齐全，以浅海砂页岩、石灰岩为主，岩相变化较小，化石丰富，厚度不大，为典型稳定型地台沉积。下统主要为碎屑岩，含有磷矿层；中统及上统大部分为碳酸盐岩夹石膏、盐类及红色岩层。在芜湖、九江、保靖之南，铜仁、丹寨、百色以东，江山、零陵、柳州、凭祥以北的狭长地区(包括南秦岭)为浅海陆棚向深水盆地的过渡地区，生物群亦为过渡性质，以浮游的球接子和游泳的三叶虫为主，伴有底栖三叶虫，下统以黑色和黄绿色页岩为主，含有石煤、磷、矾等；中统及上统以灰岩和页岩为主，是重要的汞矿层位。海南地区被认为是一个**的海南板块，现仅包括海南省，其寒武纪沉积和生物群完全不同于华南广大地区，而是相似于澳大利亚昆士兰省的寒武系，仅分布于崖县地区，含有特殊的Xystridurd-Galahetes动物群，其地层为含锰、磷、硅质的碳酸盐岩及碎屑岩。
奥陶系 在华南地层区可分为稳定浅海地台相沉积、 活动陆缘半深海—深海相沉积和浅海—半深海陆棚—斜坡或边缘盆地过渡相沉积3种类型。在扬子地区，奥陶系分布广泛，属稳定浅海地台相沉积，以灰岩、泥灰岩为主夹页岩，生物以介壳化石与笔石相混生与交替出现为特征，厚300～500m左右。在绍兴—宜春断裂以及湖南零陵至广州一线以南，雷琼和**海峡北东，属于华南板块陆缘半深海—深海相沉积，由具复理石特征的笔石页岩、细砂岩、硅质岩及浊积岩等夹火山岩组成，厚达2300～7000m，以盛产笔石为特点。在江南—南秦岭地区，奥陶系属于陆棚—斜坡或边缘盆地相的沉积，主要围绕华南板块中部地台区分布，江南过渡区的奥陶系主要由一套类复理石特征的砂泥质、硅质沉积，间夹泥灰岩和灰岩组成，厚490～2500m，含笔石和介壳化石，以冷水与暖水动物群相互混合或逐渐过渡为特征。在海南岛三亚地区，自早奥陶世中期以后至晚奥陶世钱塘江期之初，主要由碎屑岩夹少量碳酸盐岩组成，无论岩相和所产笔石、牙形石、腕足类及三叶虫等均与江南过渡区相似，显示陆棚—斜坡相沉积与生物群特征。
志留系 在扬子地台及其周缘地区，有稳定类型沉积，为碎屑岩夹灰岩； 活动类型沉积，为碎屑岩夹灰岩或笔石页岩，有些地区夹火山岩；也有过渡类型沉积。各处厚度不一。在扬子地台腹地仅见于下—中志留统，其他地区志留系的4个统均有分布。生物有笔石相、介壳相和混合相。在海南地区五指山一带，既有稳定型沉积也有过渡型沉积，志留系4个统均有沉积，岩性以碎屑岩为主夹碳酸盐岩，厚度较大，生物以介壳相为主。
泥盆系 在该区分布广泛，基本属地台型沉积。 南部多为开阔海陆棚相沉积； 中、 北部为大片碳酸盐台地，时有深沟切割，形成沟台交错格局；近岸则为陆缘碎屑。海侵自西南向东北逐渐推进，致使中、上泥盆统超覆。泥盆系底部常为不整合，中泥盆世期间发生造陆运动。各类生物均极丰富，具有不同的生物相。川西地区，下泥盆统最发育，主要为灰岩、大理岩、片岩、板岩等，厚度巨大，生物群以床板珊瑚最为发育，并见有笔石、竹节石；中上泥盆统在大部分地区未出露，仅在局部地区发育厚层礁灰岩。秦岭—龙门山地区(包括宝兴以东及二郎山等地)，基本属近岸浅海型沉积，岩性、厚度变化较大，且局部地区变质强烈，生物群以珊瑚、腕足类底栖生物为主，下泥盆统下部以巨厚的陆相砂岩为主；西秦岭则发育连续的志留系—泥盆系的碳酸盐岩沉积。扬子地区主要发育中—晚泥盆世地层，多属近岸碎屑沉积。华南地区的湘、黔、滇、桂4省(区)，是中国泥盆系发育最齐全的地区，各种岩相均有代表，生物群丰度和分异度均极高。东南地区的长江中、下游和浙、闽、粤等省，为滨海相碎屑沉积，上泥盆统为浅色石英砂岩，产植物、脊椎动物化石，下泥盆统为红色砂岩，与志留系整合接触，中泥盆统尚无可靠化石证据。
石炭系 在华南地层区层序完整，以碳酸盐岩台地沉积为主，植物群从欧美区系发展为华夏区系，动物群属典型的特提斯区系。羌塘—横断山地区，只有少数石炭系出露，其层序与华南地区基本一致。在西北和西部边缘的秦岭—龙门山地区，石炭系代表台地边缘裂陷带的沉积，层序较为复杂，在西南侧滇黔拗拉槽区发育深水碳酸盐复理石沉积，其余盆地内的基本层序为：下石炭统形成以二级碎屑岩为主的沉积旋回，上石炭统形成以二级碳酸盐岩为主的沉积旋回。在海南岛和钦州地区，石炭系与东南亚及日本西部的相关，但目前研究的还不够。
二叠系 在华南地层区以发育典型的华夏植物群和特提斯动物群以及整个二叠纪都有海相沉积，尤以碳酸盐岩发育为特征。在华南地层区，二叠系沉积相的分布在很大程度上决定于扬子、江南、康滇隆起的活动史。在紫松期、祥播期等构造活动相对稳定阶段，形成自隆起区向外展布的内陆棚至拗拉槽盆地的碳酸盐岩相序；在隆林期等海退期或局部上升期，则在隆起区周缘形成海陆交互相沉积。东南地层分区受华夏和云开隆起影响，于早二叠世、中二叠世晚期和晚二叠世形成围绕隆起边缘和陆源碎屑岩相的泥砂岩；其他大部分地区为灰岩与白云岩互层。扬子地区以台地型浅海碳酸盐岩广泛发育为特征；但在隆林期—栖霞期沿康滇、扬子和江南隆起，以及在晚二叠世沿峨眉山玄武岩东缘形成陆源碎屑岩相区。在**、钦州地区，二叠纪地层为岛弧、斜坡和深水盆地沉积；钦州地区的早二叠世地层为条带状硅质岩，而晚二叠世为山前盆地磨拉石沉积，两者之间为不整合接触。
Ⅴ 西藏—滇西地层区
本区北部与华南地层区的南界为界，即以班公错向东南至改则，后转向南的怒江断裂为界的西南及西部地区。西藏为南亚板块的一部分，滇西可能是掸泰板块一部分。该区以地台型浅海相砂页岩、石灰岩为主。
寒武系 在藏南为浅变质岩系，厚度大，沿北喜马拉雅普兰县、 聂拉木县一线分布；在滇西地区，上寒武统出露于保山、施甸、潞西一带，以震旦系—寒武系公养河群为基底，从沉积相和生物群分析，保山和施甸地区属于典型的稳定地台，而至潞西地区逐渐进入了陆棚外缘地带。
奥陶系 主要见于滇西保山、 潞西，藏东察隅及藏南申扎、 聂拉木和阿里地区。 滇西的奥陶系主要由浅海地台—陆棚相碎屑岩夹碳酸盐岩组成，厚1500～3000m；藏东南的奥陶系以碳酸盐岩夹碎屑岩为主，厚800m左右，所产动物群与扬子区相似，但从早奥陶世晚期至中奥陶世早期所产低纬度暖水型动物群来看，与华南地层区不尽相同，而与华北和掸泰板块之间存在更为密切的关系。
志留系 在该地层区亦属稳定类型沉积，4个统均有分布，厚200～1000m 不等，生物群丰富，下统为笔石相；中—顶志留统主要为介壳相。
泥盆系 主要分布于南部喜马拉雅山地区，以碎屑岩为主； 北部申扎地区，以碳酸盐岩发育为特征；滇西泥盆系分布情况不明。
石炭系 石炭纪时，本地层区属冈瓦纳**东北缘沉积区，下石炭统以陆棚碳酸盐岩或碎屑沉积为主，上石炭统至下二叠统以杂砾岩和火山岩发育为特征，动物群属冈瓦纳区系。拉萨以北(或称冈底斯区)下石炭统为碳酸盐岩台地沉积，上石炭统主要为碎屑岩夹火山岩；藏南的石炭系以内陆棚碎屑沉积为主；滇西区石炭系基本上由浅水碳酸盐岩组成，其层序和动物群特征介于华南地层区和喜马拉雅地层区之间。
二叠系 在喜马拉雅地层区，多为中二叠世和晚二叠世的近礁相中粗粒生物碎屑灰岩，动物群为冈瓦纳型和特提斯型分子。晚二叠世沉积为红色珊瑚礁灰岩，主要属于长兴期。藏南地区二叠系，下部以含砾板岩为特征，中部为海陆交互相的砂岩和页岩互层，上部为海相砂页岩夹灰岩，或以页岩为主，其中灰岩多为内陆棚相介壳灰岩、粗碎屑灰岩夹陆源碎屑岩；含冈瓦纳型Glossopteris植物群，Stepanoviella腕足动物群；这一地区缺乏有可靠化石依据的吴家坪期沉积，但有晚长兴期沉积。滇西地区，二叠系层序不完整，在腾冲地区有早二叠世的杂砾岩，产有与拉萨以北地区类似的早二叠世和中二叠世腕足类和
类动物群。在永德、镇康等地，二叠系底部为砾岩，中二叠统上部的沙子坡组含有南羌塘地区龙格组常见的Shanita有孔虫动物群。
地理＃中国中提到的金钉子是什么，我国已经找到了多少个？
地质学上的“金钉子”实际上是全球年代地层单位界线层型剖面和点位（GSSP）的俗称。
全球地层年表中一共有“金钉子”110颗左右，而目前已经确立的有近60颗。
我国已找到10颗
黄泥塘金钉子GSSP
1997年01月，在中国确认的位居浙江省常山县黄泥塘达瑞威尔阶“金钉子”。这是我国第一枚“金钉子”。
长兴灰岩金钉子GSSP
浙江湖州长兴煤山剖面既是二叠系与三叠系界线的标志，又是中生界与古生界之间的标志，被认为是地质历史上三个最大的断代“金钉子”之一。 地质学界100多年来，一直沿用耳菊石化石作为标志，但由于耳菊石分布的局限性，无法充分解释全球范围内的地质现象。 1986年，殷鸿福院士提出，将我国地质工作者在浙江长兴煤山发现的“牙形石化石”作为划分古生界和中生界的标准化石，以此确定古生界和中生界的分界线。1996年，中、美、俄、德等国的9名科学家在国际刊物上发表联名文章，推荐以中国浙江长兴煤山的“牙形石化石”为划分古生界和中生界的标准化石。此后，经过国际学术组织三轮投票，最终由国际地质科**合会阿根廷会议认可。
花垣排碧金钉子GSSP
2002年7月，位于湖南省花垣县排碧乡的金钉子，被国际地层委员会批准为全球地层年表寒武系的首枚金钉子。它也是寒武系确定的第一颗金钉子。
蓬莱滩金钉子GSSP
广西自治区来宾市蓬莱滩。二叠系
古丈金钉子GSSP
湖南古丈，寒武系。
王家湾金钉子GSSP
由中国科学院南京地质古生物研究所牵头取得的王家湾奥陶系赫南特阶的金钉子。 这是宜昌第1枚"金钉子"，地点位于夷陵区分乡镇王家湾村，距今约4.56亿年。
黄花场金钉子GSSP
2007年07月，由国土资源部宜昌地质矿产研究所牵头取得的黄花场全球中和下奥陶统暨奥陶系第三个阶的金钉子。 这颗金钉子是奥陶系最后一颗，标志着全球奥陶系年代系统的最终建立。 这也是世界第66枚、中国第7枚、宜昌第2枚金钉子，距今约4.72亿年。
长兴阶金钉子GSSP
浙江省长兴县，与长兴P-T金钉子比邻，二叠系长兴阶底界。
碰冲金钉子GSSP
2009年初，位于中国广西柳州的碰冲剖面日前经国际石炭纪地层委员会表决，以全票21票当选为国际石炭纪维宪阶金钉子，这是全球石炭纪首个一级的金钉子，也是中国科学家取得的第9颗金钉子。
寒武系江山阶金钉子
2011年8月12日从中国科学院南京地质古生物研究所获悉，我国第十枚“金钉子”——寒武系江山阶“金钉子”经过该所专家团队的深入研究，正式在浙江江山确立。 据悉，此次确定的“金钉子”位于我国浙江江山县碓边村附近的碓边B剖面，以该县县名命名，它是南京地质古生物研究所确立的第七枚“金钉子”，也是南京地质古生物研究所彭善池研究员及其团队继创立芙蓉统、排碧阶、古丈阶之后，以我国地名所命名的第四个全球年代地层标准单位。
地层与构造特征
柳赞地区地层层序较完整，结晶基底之上依次为中生界的侏罗系和白垩系；新生界古近系的沙河街组（东营组缺失），新近系的馆陶组、明化镇组和第四系平原组（表1.1），总厚度约6000 m。
表1.1 柳赞油田地层层序简表
高柳构造带为南堡凹陷的一个二级构造带，其上发育了南堡凹陷主力油田——高尚堡油田和柳赞油田。柳赞构造位于高柳构造带的东端，形成于沙三早期，定型于明化镇期。沙河街期，柳赞构造整体上为一同沉积背斜，向盆地边缘演变为沿柏各庄断层下降盘分布的断鼻构造带。柳北断鼻构造完整，构造轴部位于C3 X1 井（西）—L13-15 井—L13 井一线；地层近北西向延伸，向东北抬升，构造高点位于C3X1 井区附近；地层产状较陡，高点附近地层倾角可达到35 °左右（图1.2）。
下古生界碳酸盐岩沉积环境
下古生界碳酸盐岩形成于浅海开阔海台地和局限海台地环境，以开阔海台地沉积环境为主。胜利油区位于冀鲁开阔海台地，大部分组段发育有大套的灰岩、云质（云斑）灰岩及准同生白云岩。灰岩包括砂砾屑灰岩、鲕状灰岩、竹叶状灰岩、生物灰岩及结晶灰岩等，反映浅海中—高能环境。中奥陶世晚期，海水变浅，气候干燥，为蒸发台地沉积环境，在碳酸盐岩层中夹石膏层，并有纹层理、结核、泥裂、鸟眼，垂直及水平方向的虫孔及蠕虫构造。
奥陶系冶里—亮甲山组形成于局限海台地沉积环境，岩性以白云岩、泥质白云岩、泥质灰岩和泥晶灰岩为主，含有结核状石膏，反映水体流通不畅，能量较低的沉积环境。
请帮我解答，什么是中生代、新生代、古生代、以及白垩纪、侏罗纪、三叠纪
他们都是地质历史时期。共有5代，其中有古生代、中生代、新生代。
每个代又可分为很多纪，例如中生代包括三叠纪、侏罗纪和白垩纪。
就像家谱一样的，就是地球历史（地质历史就是地球历史）
--------------------------以下详细--------------------------------------------------
古生代有了大量无脊椎动物，有了鱼类，并登上陆地，有两栖类，有了蕨类植物
中生代是爬行动物，恐龙的时代，也是*子植物时代
新生代就是现在，被子植物，哺*动物等等
侏罗纪三叠纪有造山运动和剧烈的火山活动，侏罗纪有了翼龙，白垩纪有了哺*动物
他们的划分就是灭绝事件，比如三叠纪灭绝事件，白垩纪灭绝事件
打完了~
---------------------------------啊~跟小孩子解释啊———————————————————
就说是一代又一代的死去（家谱不就是了），几岁啊？跟他（她）说死会不会太早？以前有很多很多可爱动物，
但是都死了？
恩，就说是动物的家谱？（又回去了）
渤海湾盆**古生界孢粉相研究
孢粉相（Palynofacies）指含有特定孢粉有机质组合的沉积体，这些有机质反映特殊的沉积环境，或与特定的生烃潜力特征相关联（Tyson R.V.,1995）。孢粉相研究对象是沉积岩中不溶于HCl+HF的所有有机质残余，与干酪根的研究对象一致。其研究内容包括：孢粉型、具结构植物碎屑和无定形等有机物的确认，有机质的绝对含量及相对含量、大小、保存状态、颜色及生烃潜力等。而所谓孢粉相分析（Palynofacies analysis）就是基于特定有机质总组合进行沉积环境与生烃潜力的孢粉学研究（Tyson,R.V.,1995）。
一、下古生界孢粉有机质分类
渤海湾盆**古生界孢粉有机质分类以阿姆斯特丹有机质工作组国际会议（1991）分类体系为基础，补充了工作区出现的一些有机质类型，如介形类等；对一些不确切的划分进行了修正，如将绿球藻类归入绿藻之中等；对工作区一些常见有机质类型，根据自然分类位置进行了细分，如对疑源类的划分；对一些有机质类型，根据区内特点进行了划分，如无定形有机物的划分等（表4-2）。
表4-2 下古生界孢粉有机质分类
二、下古生界孢粉有机质特征
（一）孢粉型（Palynomorph，简称PAL）
该类有机质在区内下古生界源岩中占一定比例，构成了具结构孢粉有机质的全部；其中以疑源类最常见，次为蓝藻类，动物型仅见几丁虫类，孢子型不曾发现，仅见少量混入者。
1.藻类
藻类是海相烃源岩的重要成烃母质之一，区内下古生界孢粉相撒片中仅见蓝藻类（Cyanophyta）。蓝藻类根据组织水平、生殖方式、分枝有无与类型、异形胞有无等特征可划分为三个纲，即色球藻纲（Chroococcophyceae）、藻殖段纲（Hormogonophyceae）和真枝藻纲（Stigonematophyceae）。区内见色球藻纲和藻殖段纲代表。色球藻纲以古对孢藻（Eozygion grande）和粘球形藻（Gloeocapsomorpha prisca）为特征。藻殖段纲中见颤藻科的丝状蓝藻，常见奥氏藻（Obruchevella）和伪枝藻科表附藻（Epiphyton），后者仅见于**薄片之中。此外，在**薄片中还见有绿藻类努亚藻（Nuia）。
蓝藻类是自给自足的生物，广布于自然界，适应能力强，能够忍受极低的含氧量与气温变化。从极地气候到热带沙漠，从高山到海洋都有分布。影响其生存的主要因素是pH值和光线。它们喜欢中—碱性环境，pH值一般不小于4。其光合作用色素对蓝光敏感并能在低光度下起作用，因而蓝藻在陆地上可生活于海拔3000m以下，海洋中可见于1000m水深或更深的海底。由于蓝藻类具有极宽的环境适应性，因而难以指示特定的生态环境。但具体到某一个种类，其生存空间相对要狭窄一些，拟或可以反映一定的环境。譬如，沉淀碳酸钙骨骼者（钙质蓝藻）多生活于潮间带，当然也有半咸水、淡水或陆地上者；毫无疑问，表附藻（Epiphyton）生活于潮间—潮下带。
2.疑源类（Acritarcha）
疑源类是工作区下古生界源岩中最具特色的孢粉型，具有重要意义。研究撒片中出现了疑源类13个亚类中的4个，分别为球藻亚类（Sphaeromorphitae）、棘刺亚类（Acantho-morphitae）、多角亚类（polygonomorphitae）和网面亚类（Herkomorphitae）等。其中，球藻亚类最为常见，球藻亚类主要特征是：个体呈球形—椭球形，孢壁一般单层，表面无明显突起，分布于区内整个早古生代地层中。棘刺亚类孢体球形—椭球形，具放射状排列的棘刺状突起，壳壁一或二层，具有带口盖圆口等。见于上马家沟组等层位。多角亚类以孢体多面形或近多面形为特征，在冶里—亮甲山组及上马家沟组均有发现。网面亚类个体呈球形或近球形，个体表**蜂窝状、网状结构，网脊高矮各异，规则和不规则网脊均有发现，见于冶里－亮甲山组及上马家沟组。球藻亚类见有厚缘小球藻（Margominuscula），光面小球藻（Leiominuscula），光面球藻（Leiosphaeridia），具环球藻（Zonosphaeridium），三齿形吐鲁汉藻（Turuchanica ternata），粗面球藻（Trachysphaeridium），粒面球藻（Granodiscus）等类型。个体2～40μm，总的规律是从老到新，个体大者逐渐多见。颜色深黄—黑色均有，同一钻孔中随深度增加颜色变深。棘刺类在区内见有多饰波罗的刺球藻（Baltisphaeridium timofeevi），扎列斯卡娅波罗的刺球藻（Baltisphaeridium zalessky）等。其直径5～28μm，随层位向上变化，刺发育者不断增加，孢体不断增大。颜色从黑褐、褐黄到黑褐均有。多角亚类中有多角藻（Polyedrixium polygonum），三角藻（Triangumorpha）等属种。个体一般较小，粒径多10～20μm，形态多样，颜色普遍呈黑褐—黑色。网面亚类有网面球藻（Dictyosphaeridium），呈球形，表**网纹，8～20μm，多呈褐黄—黄褐色，个体随层位往上有增大趋势。
疑源类多见于海相地层，特别是页岩和泥岩中，当然也见于灰岩和砂岩中（Brasier M.D.,1980）；其在高盐度或半咸水中也较丰富，而沟鞭藻则相对受限（Wall D.,1965;Downie C.et al.,1971;Davey R.J.,1971;Riley L.A.,Burger D.,1980;Schrank E.,1984）。疑源类在海相浮游生物中最显宽的生态适应性，随着与海岸线距离的不断增大，其丰度和多样性不断增加，于海岸相中发现之类型磨蚀严重。疑源类棘刺长度也是沉积环境能量强度的反映（Hancock N.J.,1981），远岸静水环境下具有较长棘刺和易碎刺，而近岸环境则棘刺短或具坚固刺。温度变化对疑源类分布有一定控制作用，但总体上看具有广泛的耐受性。
3.几丁虫（Chitinozoa）
几丁虫类见于中寒武世徐庄组和张夏组。所见类型有葫芦形和气囊形，表面光滑无饰，直径20～50μm，壳体纵向对称，在与纵向轴垂直方向上辐射对称，呈黑色。
几丁虫仅见于海相环境，常见于页岩、粉砂岩中，灰岩、白云岩、笔石页岩、板岩及燧石中也有发现。一般认为属浮游生物，或至少某一生活阶段附着于飘浮的物体。
（二）具结构植物碎屑（Phytoclast，简称PHY）
具结构植物碎屑是陆生高等植物的特有结构，早古生代尚未出现。
（三）无定形有机物（Amorphous Organic Matter，简称AOM）
无定形有机物是区内早古生代烃源岩无所不在的一种有机质类型，也是生烃的主要母质之一。据其形态特征和降解程度，可区分出三种类型，即团块状无定形、絮状无定形和零散无定形。
1.团块无定形（Grumelous Amorphous Organic Matter，简称GAOM）
这类无定形有机质内部极不均一，颜色深浅变化大，大小由几个微米到数百个微米，形态极不规则。一个团块无定形中或多或少带有几团凝块状的深色部分，浅色之蛛网状部分环绕于凝块部分四周，颜色黄褐—黑，随深度增加颜色不断变深。
2.絮状无定形（Flocculent Amorphous Organic Matter，简称FAOM）
絮状无定形结构均一，色调一致，呈棉絮状或蛛网状，形态不规则，大小由几微米到数百微米不等。颜色浅黄—褐黑均有，在同一样品中其色调浅于团块无定形。
3.零散无定形（Finely Dispersed Amorphous Organic Matter，简称FDAOM）
零散无定形稀散分布，结构均一，呈粒状、棒状、棱角状、块状、球形等形态。粒径由不足1μm到几μm，颜色似絮状无定形。
下古生界无定形有机物最可能由浮游植物（Porter L.A.,1970）经腐泥化作用而来，也可能是有机质粪粒堆积物（Porter K.G.,1981），亦有可能是含有机质之海生无脊椎动物的降解产物。因而，无形有机物大量产出之处可以指示一种缺氧的还原环境（杨伟平，1994），这些环境可能为**架外侧、盆地斜坡及封闭而沉积物匮乏之盆地（Tyson R.V.,1989）。区内从团块状无定形、絮状无定形到零散无定形所反映的环境变化似乎是，海水还原性渐趋减弱，水体能量不断增大，有机质降解作用不断增强。
（四）不确定物质（Undetermined Organic Matter，简称UOM）
不确定物质多表现为半透明—不透明物质，于研究层段均有发现，且有一定丰度。这些不确定物质基本上均属于沥青，极个别为镜状体，颜色为褐黑色，个别呈黄褐、深红褐等色调。形态变化大，粒状—棱角状均有，棱角状最为多见，表面均一。沥青在同一撒片中颜色的变化只能说明属不同期次的沥青。
不确定物质对于环境变化的灵敏性似乎没有直接证据可以说明，但其在撒片中多少的变化至少可以说明**性质的差异（如结晶度、节理与裂隙发育情况、泥质含量、纹层发育情况、孔隙度、风、**程度等等）。也就是说，从撒片中不确定物质含量的变化可以间接推断沉积环境的改变。区内高丰度不确定物质的出现多与局限海环境有关。
三、下古生界不同类型孢粉相特征
渤海湾盆地早古生代属**边缘稳定台地，发育滨浅海环境沉积。通过对区内下古生界孢粉相研究发现，工作区早古生代复杂的沉积环境在有机质上具有明显反映。具体体现在：不仅不同的有机相孢粉相组成特征存在差异，就是同一有机相不同层段孢粉相亦存在一定的区别，说明孢粉有机质与环境之间存在着极为密切的关系。图4-6为工作区奥陶纪孢粉相随层位更替图，此图在清楚反映环境与有机质相关关系的同时，揭示了有机质类型及其生烃潜力随环境与层位的变化，表4-3是这种关系的统计反映。下面对区内下古生界主要生烃层位不同环境孢粉相特征及其变化规律分别予以说明。
图4-6 渤海湾盆地奥陶系孢粉相组成及丰度变化
1.蒸发台地云坪的孢粉相特征
这一环境见于O2x、O2sh及O2f等层位。中奥陶世早期下马家沟组云坪有机相孢粉相（图4-7（a）总体特征是无定形有机质占绝对优势，不确定物质含量低微，无孢粉型有机质。无定形有机质中絮状无定形最为发育，大小多在50～200μm左右。此外，其中含有极少量疑源类成分（0.5%），为粗面球藻（Trachysphaeridium）。上马家沟组云坪有机相孢粉相总体上依旧延续了下马家沟组的特征（图4-7（b），但孢粉型中疑源类相对含量有所加大（1.1%～2.4%），疑源类除有与下马家沟组相似类型外，还有网面球藻（Dictyosphaeridium）。疑源类个体与下马家沟组相仿，均在15～30μm左右，反映水体要深于馒头组云坪有机相。中奥陶世晚期峰峰组云坪有机相孢粉相总体特征呈现出仅有无定形及不确定有机质两类（图4-7（c），其中无定形类占98%以上。无定形类有机质中细小的零散无定形在其中所占份额50%以上，反映水体极浅且氧含量极其丰富、水体动荡的总格局，与早寒武世云坪有机相显示的特征更为接近。
图4-7 云坪亚相孢粉相组成（a）下马家沟组；（b）上马家沟组；（c）峰峰组
单位：%
表4-3 渤海湾盆**古生界孢粉有机质含量统计
奥陶系主要生烃层位云坪有机相孢粉相的共性是无定形有机质中絮状无定形、零散无定形多见，这两类无定形的消长反映水体深浅及含氧量的变化，进而说明不同时期云坪有机相在环境上的差异。该有机相中又一特征是孢粉型有机质与不确定有机质极少，孢粉型以非常微小的疑源类为主。
2.泥灰坪的孢粉相特征
泥灰坪有机相见于∈1m、∈3f等层位，奥陶系罕见。絮状无定形一枝独秀，其他类型有机质含量极少。絮状无定形片大而均匀，一般在200～300μm左右，形态多样。疑源类中见球藻亚类的光面球藻（Leiosphaeridia），个体在8～20μm左右。不确定物质多呈分散颗粒状，细小者居多，粒径一般在4～12μm左右。其孢粉相反映的特征明显与云坪有机相有异，反映水体更深一些。
3.局限海的孢粉相
局限台地局限海环境较为发育，多见于下马家沟组、峰峰组等层位。局限海有机相可以根据孢粉相组成的组合特征划分为3种类型（图4-8）：类型A孢粉相以高丰度的絮状无定形为特征，反映水体较深且封闭的还原环境。类型B孢粉相及类型C孢粉相分别以具有极丰富的不确定物质和团块无定形、缺乏疑源类为特色，显示水体稍浅而流动性较大，相形之下类型B较之类型C反映的水体更浅。
下马家沟组局限海孢粉相以A类型为主（图4-8（a），无定形有机质中絮状无定形占78%左右，其次为团块无定形；孢粉型有机质较之前两个有机相要发育得多，以疑源类为代表。此期局限海疑源类类型多样，包括球藻亚类、棘刺亚类和多角亚类三种类型。该孢粉相特征反映水体深而宁静，生物降解作用程度不如云坪与泥灰坪环境强烈。
图4-8 局限海亚相孢粉相分布
（a）下马家沟组；（b）峰峰组类型A;（c）峰峰组类型B;（d）峰峰组类型C
中奥陶世峰峰组局限海环境孢粉相分异现象显著，三种类型都有。类型A（图4-8（b）絮状无定形最为发育。不确定物质与孢粉型含量接近。孢粉型尽管只有球藻亚类，属种分异度小，但丰度不小。类型B（图4-8（c）显著特点为不确定物质一跃为有机质中最为发育的类型。孢粉型有机质缺乏。类型C之无定形有机质中团块无定形发育，零散无定形居次，居第三位者为絮状无定形，疑源类缺少（图4-8（d）。
4.浅滩的孢粉相特征
浅滩有机相见于上马家沟组。特点是：团块无定形最为发育，零散无定形与絮状无定形分列二、三位。孢粉型中疑源类含量与不确定物质相仿位列最后，疑源类以球藻亚类为代表，个体8～15μm，大小较一致。浅滩有机相孢粉相与邻接之局限海及开阔海孢粉相组成，呈过渡状态，有机质组成上总体特点是以团块无定形占优势，疑源类个体大小接近。
5.开阔海的孢粉相特征
早奥陶世上马家沟组开阔海有机相的孢粉相存在两种类型。一种类型（图4-9（a）特征与崮山组相似，团块无定形丰富，零散无定形与絮状无定形列二、三位，不透明物质居第四位。棘刺亚类的代表为扎列斯卡娅波罗的刺球藻（Baltisphaeridium zalessky），个体直径16～20μm，刺多而密，刺长度与崮山组相仿。另一种类型（图4-9（b）孢粉相特征主要表现在絮状无定形取代团块无定形成为最丰富的有机质类型，团块无定形屈居第二位。另一重要特征是孢粉型中疑源类仅有球藻亚类。
开阔海有机相孢粉相共性是孢粉型有机质分异度较大，存在其他环境中缺少的一些孢粉型，疑源类的4个亚类均有发现，疑源类个体较之其它环境要大一些，具**的疑源类更可视为这一环境的一个特点。丰度较高的团块无定形及絮状无定形形态及大小变化大，大小从几个微米至数百个微米均有发现。
不同类型单组分生烃性及有机相生烃大小研究表明，组分和组分组合的差异是造成源岩质量变化的主要原因，上面对不同有机相孢粉相组成研究的结果是对这一问题非常直观的说明与解释；其从有机质类型的细微变化更加清晰、更加准确的诠释了源岩类型与生烃潜力之间的对应关系。
图4-9 上马家沟组开阔海有机相孢粉相组成
